Vent et champs de pression

Article paru dans ULMiste n°7, décembre 2011

 

Après vous avoir causé du vent (ULMiste n° 6) et de la pression de l’air (ULMiste n° 5), on va essayer de comprendre aujourd’hui ce qui lie ces deux paramètres.

 

Arnaud Campredon

 

Petit rappel : le baromètre permet de mesurer la pression atmosphérique. La valeur dépend de l’altitude du point de mesure. Effectivement, plus on va monter et plus la pression va baisser et inversement. La mesure indiquée pour un baromètre placé au niveau de la piste s’appelle le QFE. Lorsqu’on extrapole cette mesure, en imaginant que l’instrument se trouve positionné au niveau de la mer, on obtient le QNH. L’avantage avec le QNH, c’est que l’on peut comparer les différentes valeurs en de multiples points d’une carte ; tout simplement car  la mesure se fait à partir du même point de référence. Lorsqu’on relie tous les points d’égale pression, on obtient une ligne que l’on appellera : une ligne isobare. Ces lignes d’égales pressions peuvent se refermer ou non sur elles-mêmes et s’emboîter les unes sur les autres. Elles prennent alors une allure similaire aux courbes de niveau obtenues en topographie pour représenter les altitudes.

 

Sur ces cartes, on trouve des zones de hautes pressions que l’on appelle anticyclone. La pression y est plus élevée que partout ailleurs. Et des zones de basses pressions (dépression). La pression y est plus basse qu’aux alentours. La dorsale est un axe qui prolonge une zone de hautes pressions. Cela correspondrait à une crête sur une carte topographique. Inversement, le thalweg représente un axe prolongeant une zone de basses pressions. Cela correspondrait à une vallée sur une carte topographique. Les marrais barométriques sont des zones où la pression évolue peu. Les lignes isobares y sont mal organisées.

Fig 1 : exemple d’un champ de pression mer. Les lignes isobares sont indiquées en hecto Pascal : hPa.

Le champ de pression se mesure aussi en altitude. Mais au lieu de se servir de lignes d’égale pression pour un niveau donné, les météorologues ont trouvé plus commode : on indique  l’altitude d’un niveau de pression particulier. Par exemple, pour la surface de pression 500 hPa, une altitude élevée de 5780 mètres indiquera une zone de hautes pressions. Alors qu’une altitude beaucoup plus basse de 5542 mètres, indiquera une zone de basses pressions. 

 

La mise en place du vent 

 

La nature a horreur du vide. Quand il y a trop d’air d’un côté et pas assez de l’autre, le gaz va se déplacer  pour tenter de combler le déséquilibre. Plus la différence de pression est grande entre deux points et plus le mouvement de compensation devient important. C’est un peu comme un pneu ou un ballon. C’est au début, quand ils sont bien gonflés, qu’ils se vident le plus vite. Pour ramener tout cela au niveau de la Terre, on voit qu’il existe des zones de hautes pressions. Pour simplifier, on peut dire qu’il y a beaucoup d’air dedans ; et des zones de basses pressions, avec beaucoup moins d’air à l’intérieur. Au début, l’air va s’échapper directement des zones de hautes pressions, pour aller combler tout droit les zones de basses pressions. Au départ, la chose paraît simple. Moi-même, avec mon intelligence particulièrement limitée, j’ai compris du premier coup. Sauf qu’ensuite, les choses se compliquent, car une petite force va intervenir. C’est la force de Coriolis, du nom du physicien français qui l’a mise en évidence. Cette force est due à la rotation terrestre. Elle s’applique sur tout ce qui bouge et détourne tout mouvement vers la droite dans l’hémisphère nord, ainsi que vers la gauche dans l’hémisphère sud. La force de Coriolis n’est pas très importante, mais elle est du même ordre de grandeur que la force de pression. A notre niveau, elle est négligeable. Pour que l’on puisse ressentir ses effets, il faut que la Terre ait tourné suffisamment longtemps. C’est seulement au bout de quelques heures que l’on peut percevoir son influence.

 

En altitude et dans l’hémisphère nord 

 

Au-dessus de 1500 m, on estime qu’il n’y a pas de frottement. Aussi l’air peut-il s’écouler librement, sans être ralenti par la surface terrestre. Imaginons un petit volume d’air immobile, soumis à une différence de pression. Au début, il va s’échapper directement vers les basses pressions. La force de Coriolis est proportionnelle à la vitesse de la particule. Comme la vitesse de la particule croît quand elle s’échappe vers les basses pressions, la force de Coriolis augmente aussi. Elle s’applique perpendiculairement au mouvement et commence à se faire sentir en déviant la trajectoire vers la droite. Tant que la somme de ces deux forces n’est pas nulle, la particule accélère encore. Et ceci entraîne naturellement une nouvelle augmentation de la force de Coriolis. Comme la particule accélère encore et toujours, la force de Coriolis croît aussi. Comme elle reste toujours perpendiculaire à la trajectoire et puisque celle-ci s’incurve vers la droite, sous ce déplacement, la force de Coriolis s’orientera aussi à tribord, en suivant le même angle. A force de tourner, la force de Coriolis va se trouver exactement opposée à la force de pression et les deux forces vont finir par s’équilibrer. Le pneu va donc arrêter de se dégonfler car les deux forces vont s’annuler. Comme le pneu ne se vide pas, la pression de la particule ne va pas diminuer non plus. Pourtant, elle va continuer sur sa trajectoire avec la même vitesse, tout en gardant la même pression. Elle va  finir par suivre la ligne d’égale pression. 

Fig 2 : Dans l’hémisphère nord, l’air qui s’échappe des hautes pressions s’incurve vers la droite et finit par suivre les lignes d’égale pression.

Ainsi dans l’hémisphère nord, au-dessus de 1500 m et en l’absence de relief important,  le vent suit finalement une trajectoire tangente aux lignes d’égale pression, en tournant dans le sens des aiguilles d’une montre (à quartz) autour des zones de hautes pressions et dans le sens inverse autour des zones de basses pressions. Dans l’hémisphère sud, la force de Coriolis est appliquée sur la gauche, perpendiculairement au mouvement. Il faut donc tout inverser. Les anticyclones tournent dans le sens des aiguilles d’une montre, les dépressions en sens inverse. Plus la différence de pression est grande et plus le vent est fort.

Fig 3 : Relation entre le vent et le champ de pression en altitude dans l’hémisphère nord. L’altitude des lignes d’égale pression (isohypses) est cotée en décamètre.

Au niveau du sol et dans l’hémisphère nord

 

Dans les très basses couches de l’atmosphère, une nouvelle force va intervenir pour ralentir l’écoulement de l’air: la rugosité de la Terre génère la force de frottement. Tout comme la force de Coriolis, elle est proportionnelle à la vitesse de la particule, sauf qu’au lieu d’être perpendiculaire au mouvement, elle est diamétralement opposée.

La force de frottement va retenir la particule d’air et l’équilibre va se faire maintenant entre trois forces. La résultante entre la force de frottement et la force de pression va s’opposer à la force de Coriolis pour incliner le vecteur vitesse vers les basses pressions.Dans ces circonstances, l’air va s’échapper des hautes pressions, pour aller combler les basses pressions, en faisant un angle avec les lignes d’égale pression. Plus la force de frottement est grande et plus l’angle sera important. La valeur de l’écart dépend de la rugosité de la surface. En général, on admet un angle de 5 degrés sur la mer et jusqu’à 40 degrés sur la terre. Le mouvement qui se fait des anticyclones vers les dépressions, va permettre aux premiers de se vider et aux secondes de se remplir.

Fig 4 : Mise en place du vent dans l’hémisphère nord.

Ainsi, au niveau du sol, le vent tourne aussi autour des anticyclones dans le sens des aiguilles d’une montre et dans le sens inverse autour des dépressions. Mais il fait un angle avec les isobares et cet angle dépend de la rugosité des sols. La encore, plus la différence de pression est grande, (plus les isobares sont proches), plus le vent est fort.

Fig 5 : Relation entre le vent et le champ de pression au sol dans l’hémisphère nord. Les lignes d’égale  pression (isobares) sont cotées en hectoPascal.

La réalité du vent 

 

En résumé, quand on s’élève, la force de frottement décroît. Ceci entraîne d’abord une augmentation de la vitesse du vent. De plus, la direction va prendre progressivement une valeur tangente aux lignes d’égale pression. Donc, au fur et à mesure que l’altitude augmente, l’angle du vecteur vent va s’orienter sur la droite. Vers 1500 m, l’écart est de l’ordre de 30 degrés avec la direction du vent au sol. Cette théorie n’est valable que dans les basses couches de l’atmosphère, car il est rare d’avoir des lignes isobares parallèles sur une grande épaisseur. Il ne faut donc jamais essayer de calculer le vent en altitude (vers 5000 m par exemple), à partir du vent au sol.

Fig 6 : Evolution de la direction et de la force du vent dans les basses couches de l’atmosphère et en l’absence de relief.

Rajoutons que pour que cela fonctionne,  il ne faut pas de relief important, car les massifs montagneux ont pour effet de canaliser le vent suivant l’axe des vallées. Transition toute trouvée pour le paragraphe suivant.

 

L’influence du relief sur le vent en force et direction 

 

La vallée du Rhône est une zone favorable aux vents forts, car le flux est canalisé entre le Massif Central et les Alpes. Par flux de nord de grande échelle, des vents de nord soufflent dans l’axe Saône-Rhône. Ainsi, quelque part au sud de Lyon, commence le mistral. C’est un vent turbulent, asséché par effet de Foehn.

C’est au niveau du défilé de Tain-Tournon que le vent commence à acquérir toutes les caractéristiques du Mistral. Dans cette zone, le flux de nord est accéléré et le vent  devient turbulent et plus sec. La plaine de Valence en aval porte déjà l’empreinte du Mistral : Les cultures sont protégées par des haies de cyprès ou de peupliers, l’insolation s’accroît, l’atmosphère est plus sèche. De nouveaux rétrécissements au sud de Valence accélèrent davantage le Mistral et l’assèchent de plus en plus. Ainsi, à Montélimar il peut être très virulent. Au niveau du défilé de Donzère, son accélération est fulgurante, les régions de Bollène, Orange, Avignon ou même le Gard Rhodanien connaissent les rafales de Mistral les plus fortes. Le vent accélère à cause du resserrement du relief. C’est ce qu’on appelle l’effet Venturi. Le Mistral débouche ensuite sur l’est du Languedoc (il prend alors une direction nord-est) et sur la Provence, en particulier en Camargue. En s’enroulant autour de la dépression du Golfe de Gènes, le Mistral, de direction nord en vallée du Rhône, s’oriente nord-ouest vers Marseille et ouest ou ouest-nord-ouest à Toulon, Hyères et Saint Raphaël. Il se prolonge ensuite  parfois en une direction de sud-ouest dans le pays niçois ou vers la Corse (Libbecciu).

Notons que tous les aérodromes présents en Vallée du Rhône ont des pistes orientées sensiblement nord/sud. La fréquence des vents soutenus orientés est ou ouest est quasiment nulle.

Dans la région de Montpellier, le Mistral est généralement plus faible, car il est concurrencé par la tramontane. On peut la ressentir jusqu’à l’ouest de la Camargue. De Sète à la frontière espagnole, c’est le domaine exclusif de la Tramontane.

Fig 7 : Situation classique de Mistral et de Tramontane, avec un anticyclone positionné à l’ouest de la Bretagne et une dépression sur le Golfe de Gênes

Autre situation maintenant, lorsque l’anticyclone se positionne sur l’Europe de l’Est, il dirige un flux de nord-est, froid et sec d’origine continentale. Ce flux s’engouffre ensuite dans la Vallée du Rhône. C’est ce que l’on appelle le Mistral rhodanien. Il ne concerne que la vallée du Rhône, pas plus. Sur le Golfe du Lion, le flux s’incurve franchement vers l’est et donne naissance au vent d’Autan.

Fig 8 : Situation classique de Mistral et de vent d’Autan, avec un anticyclone positionné sur l’Europe de l’Est et une dépression au nord de l’Espagne. 

Lorsque la dépression remonte vers le nord, vers la Bretagne par exemple et que l’anticyclone se décale sur l’Europe Centrale, un rapide courant de sud s’installe sur l’ensemble de notre pays. Le vent d’autan se renforce. C’est un vent violent qui sévit de Carcassonne jusqu’à Toulouse. Sur la Provence et le bassin rhodanien, le vent de sud s’installe en apportant de la douceur et de l’humidité. C’est le vent marin, propice aux entrées maritimes.

Fig 9 : Situation classique de vent d’Autan et de marin, avec une dépression centrée sur la Bretagne, générant un rapide flux de sud.

En y regardant de plus près, on va essayer de comprendre ce qu’il se passe sous le vent du relief des Pyrénées, par flux de sud. Une dépression dynamique se creuse derrière les montagnes, car l’air y est aspiré. Les isobares s’incurvent vers les basses pressions. Cette dépression locale va créer un appel d’air sur la gauche et générer, comme le montre l’exemple ci-dessous le vent d’Autan qui souffle entre les Pyrénées et le Massif Central. A l’altitude des sommets, le vent qui est très peu perturbé par le relief, prend la direction de l’écoulement général (sud, sud-ouest). Sous le vent du relief on constate des cisaillements de vents importants entre 1500 et 2500 m.  

Fig 10 : mise en place du vent d’autan, avec risque de cisaillement entre le vent vers 2500 m et le vent au sol.

Dans le plan vertical et sous le vent du relief, on observe souvent des mouvements particuliers dès que le vent perpendiculaire au niveau des crêtes, dépasse 40 km/h ( 20 kt). Ces mouvements s’appellent ondes orographiques ou encore ondes de ressaut.

 

Au-dessus du niveau des crêtes, l’écoulement rapide reste laminaire. Les lignes de courant suivent une trajectoire en forme de sinusoïde qui s’amortit progressivement sous le vent du relief. Par contre, dans les basses couches, le système d’onde dégénère quand on se rapproche du sol. Il engendre des tourbillons isolés : les rotors. Ceux-ci restent en phase avec le sommet des ondes. Ils se matérialisent souvent par des strato-cumulus turbulents, voire des cumulus un peu difformes.

 

Le diamètre des rotors peut atteindre de 300 à 600 m et les accélérations verticales rencontrées atteignent de 2 à 4 g. La turbulence de ces rotors se rajoute à celle du cisaillement de vent. C’est dans le sillage du relief que cette agitation systématique et désordonnée peut devenir dangereuse. Alors, dans tous les cas, la présence de nuages lenticulaires, immobiles sous le vent d’un relief, témoignera d’abord d’un vent soutenu et laminaire en altitude et surtout d’une forte activité turbulente dans les basses couches. Tout cela devra vous inciter à la plus grande prudence. A titre d’exemple, sur le flan sud des Pyrénées espagnoles, quand le vent de Nord dépasse 50 km/h vers 3000 m, de grosses turbulences se produisent sous le vent, rendant les vols particulièrement dangereux.

Fig 11 : Mise en place d’un système ondulatoire, sous le vent du relief des Pyrénées.

Fig 12 : formation des nuages lenticulaires vers 3000 m d’altitude.